Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 1, стр. 5-13

На западе Восточно-Мугоджарской зоны Восточно-Уральской мегазоны находится Талдыкская антиформа, перекрытая на западе аллохтоном Магнитогорской синформы, а на востоке комплексами Балкымбайского грабена (рис. 1). В строении Талдыкской антиформы принимают участие метаморфические породы южномугоджарской и талдыкской серий [1, 3–6]. Южномугоджарская серия представлена мигматизированными амфиболитами, биотитовыми гнейсами и эклогитами. Некоторые авторы относят амфиболиты и эклогиты этой серии к тулепсайскому комплексу. Талдыкская серия сложена кварцитами, кварц-слюдяными и кианитовыми сланцами, гнейсами и лептинитами. Узкие линейные тела на западе района на площади распространения талдыкской серии представлены ультрабазитами с линзами эклогитоподобных гранатовых амфиболитов [3, 8]. Возраст южномугоджарской и талдыкской серий рассматривается как рифейский [3, 6].

Рис. 1.

Положение эклогитов в структуре Талдыкской антиформы, по [6] с изменениям (А) и схема основных структур Южного Урала (Б). 1 – нижне-среднепалеозойские карбонатные, терригенно-кремнистые и вулканогенные толщи Балкымбайского грабена, 2 – девонские вулканогенные толщи и комплекс параллельных даек Западно-Мугоджарской зоны; 3 – борлинская и мамбеткульская свиты нерасчлененные, нижний палеозой (?), углеродистые сланцы, кварциты, филлиты; 4 – талдыкская серия, верхний рифей-венд (?), кварциты, кварц-мусковитовые сланцы, кианитовые сланцы, двуслюдяные гнейсы; 5 – южномугоджарская серия, рифей(?), амфиболиты, эклогиты; 6 – милысайский комплекс, венд-ранний кембрий(?), гранито-гнейсы; 7 – ащисайский комплекс, средний карбон, биотитовые и биотит-роговообманковые граниты; 8 – ультрабазиты; 9 – разрывные нарушения; 10 – зона с эклогитами среди амфиболитов; 11 – проба эклогитов 1856 (координаты – 49°01′49.2″ с.ш., 59°04′23.0″ в.д.); На схеме (Б): 12 – флиш, молассы и карбонатные отложения нижнего карбона–верхней перми; 13 – граувакковый флиш верхнего девона–нижнего карбона; 14 – вулканогенные и карбонатные комплексы среднего–верхнего палеозоя; 15 – вулканогенные терригенные и карбонатные комплексы нижнего–верхнего палеозоя; 16 – докембрийские и палеозойские метаморфические комплексы; 17 – докембрийские и палеозойские комплексы метаморфизованные; 18 – рифейские и вендские комплексы; максютовский эклогит-глаукофансланцевый комплекс; 19 – офиолиты и серпентинитовые меланжи; 20 – границы структурных зон; 21 – государственная граница Российской Федерации на севере и Республики Казахстан на юге. На рис. 1 Б прямоугольником показано положение территории рис. 1 А. В квадратах показаны номера структур: I – Предуральский краевой прогиб, II – Башкирский мегантиклинорий, западная часть, III – Башкирский мегантиклинорий, восточная часть, IIIб – зона Уралтау, IV – Магнитогорская мегазона, V – Восточно-Уральская мегазона, VI – Зауральская мегазона.

Для определения возраста эклогитов тулепсайского комплекса и их последующих метаморфических преобразований нами были выполнены геохронологические исследования.

Эклогиты тулепсайского комплекса наблюдаются в виде согласных тел мощностью 0.5–1.5 м среди амфиболитов южномугоджарской серии. По химическому составу амфиболиты отвечают низко- и умеренно-калиевым базальтам и андезибазальтам толеитовой серии. Эклогиты отличаются от них меньшими содержаниями K₂O, SiO₂, P₂O₅ (табл. 1). Распределение редкоземельных элементов в эклогитах имеет слабодифференцированный характер (La_n/Yb_n = 0.7–2.0). Состав эклогитов близок к N-MORB с признаками коровой контаминации.

Главными минералами эклогитов являются гранат, амфибол (магнезиогастингсит, паргасит), клиноцоизит, плагиоклаз, рутил и кварц (рис. 2). Омфацит (Jd_24–39) сохраняется только в виде реликтов и в большинстве случаев замещен симплектитовыми срастаниями диопсида и олигоклаза. Акцессорные минералы эклогитов представлены цирконом.

Рис. 2.

Фотографии шлифов эклогитов тулепсайского комплекса с симплектитовыми агрегатами диопсида и олигоклаза, сделанные с помощью оптического микроскопа (А, Г) и BSE-фотографии, сделанные с помощью сканирующего электронного микроскопа (Д, Е). А, В – николи –, Б, Г – николи +. Grt – гранат, Omp – омфацит, Par – паргасит, Olg – олигоклаз, Di – диопсид, Rt – рутил.

Гранат образует зональные порфиробласты размером 0.6–1 мм. Во внутренних частях порфиробластов он имеет состав Prp_23–33Alm_49–52Sps_1.8–2Adr₄Grs_19–25, а  в каймах – Prp₂₀Alm_44–52Sps_1.8–2Adr_5–3Grs_26–21. Исходя из предположения о равновесности омфацита и магнезиального граната из “ядер” порфиробластов, по геотермобарометрам [7, 14] рассчитаны максимальные параметры метаморфизма эклогитов, которые составляют Р = 15 кбар, Т  = 700–750°С. Расчеты для низкомагнезиальных кайм граната и диопсида из симплектитовых срастаний указывает на то, что эклогиты, возможно, испытали изотермическое преобразование при снижении давления до 12 кбар.

U–Th–Pb-геохронологические исследования циркона из эклогитов выполнены в ЦИИ ВСЕГЕИ локальным анализом (SIMS SHRIMP II) по методике, описанной в [19]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Индивидуальные погрешности даны для интервала 1σ (%), рассчитанные возрасты –2σ (млн лет). Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [15] и ISOPLOT [16]. U–Pb-геохронологические исследования (ID TIMS) рутила проведены в ИГГД РАН. Наиболее “чистые” кристаллы рутила подвергались предварительной многоступенчатой обработке 3N HCl в ультразвуковой ванне и на горячей плитке. После каждой ступени зерна промывались особо чистой водой. Разложение и последующее химическое выделение U и Pb осуществлялось в соответствии с модифицированными методиками [9]. Определение изотопного состава Pb и U выполнено на многоколлекторном масс-спектрометре Triton TI в статическом или динамическом режимах (при помощи счетчика ионов). Для изотопных исследований использовался изотопный индикатор ²³⁵U–²⁰²Pb. Точность определения U/Pb-отношений и содержаний U, Pb составила 0.5%. Холостое загрязнение не превышало 15 пг для Pb и 1 пг для U. Все ошибки приведены на уровне 2σ.

Определение содержаний редких элементов в рутиле выполнено в ИГЕМ РАН на электронно-зондовом микроанализаторе “JEOL”-JXA-8200 (Япония), оснащенном волновыми спектрометрами. Состав минеральных включений в цирконе определялся с помощью сканирующего электронного микроскопа “Hitachi” S-3400N с энергодисперсионным спектрометром.

Циркон, выделенный из эклогита (проба 1856), представлен прозрачными и полупрозрачными кристаллами светло-желтого цвета, габитус которых изменяется от округлого до удлиненно-призматического. Огранение кристаллов определяется различными комбинациями призм {100}, {110} и дипирамид {111}, {201}, {101}. Ребра и вершины кристаллов сглажены, поверхность граней шероховатая. Они имеют сложное строение (рис. 3). В них наблюдаются ядра неправильной формы с фрагментами осцилляторной зональности, которые окружены, как правило, однородными оболочками с более яркой по сравнению с ядрами люминесценцией. Зональные оболочки встречаются крайне редко. В ядрах обнаружены включения пироксена, апатита и кварца (см. рис. 3), а в оболочках – включения кварца и единичные газово-жидкие включения. Содержание Al₂O₃ в пироксене достигает 19 вес. %. Кроме того, в нем присутствуют Ca, Mn и Ti. Такие особенности химического состава характерны для пироксенов, образовавшихся в ходе высокобарных и высокотемпературных процессов [2]. Предполагается, что образование ядер в кристаллах циркона связано с высокобарическим метаморфизмом, а образование оболочек с последующими изотермическими преобразованиями в условиях снижения давления.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией и микрофотографии кристаллов циркона, выполненные в режиме катодолюминесценции. Номера точек соответствуют номерам анализов в Таблице 2. Обозначены включения в цирконах: Px – пироксен, Qz – кварц.

U–Th–Pb-исследования циркона (SIMS) проведены для 20 кристаллов различного габитуса (см. рис. 3, табл. 2). Были проанализированы участки как в пределах ядер (№ 1, 2; 4, 5, 7, 9–11, 13–15, 14, 17, 18, 20), так и оболочек (№ 3, 6, 8, 12, 16, 19). Циркон, образующий оболочки, как правило, отличается меньшим содержанием урана, тория и свинца. Значения возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U) ядер находятся в интервале 367–386 млн лет, а оболочек – 361–388 млн лет и совпадают в пределах погрешности (см. рис. 3). Значение возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U) ядер составляет 374 ± 4 млн лет (СКВО = 0.48) и может рассматриваться в качестве оценки возраста метаморфизма эклогитов тулепсайского комплекса. Значение возраста (²⁰⁶Pb/²³⁸U) оболочек составляет 372 ± 6 млн лет (СКВО = 0.12).

Рутил, выделенный из пробы эклогитов (1856), представлен удлиненными призматическими кристаллами. Цвет зерен изменяется от светло-коричневого до красно-коричневого. В рутиле присутствуют включения апатита, титанита, ильменита, циркона, плагиоклазов (олигоклаз, анортит). Кроме того, в некоторых зернах наблюдаются тонкие пластинчатые ламели циркона, образовавшиеся при распаде твердого раствора. Содержание ZrO₂, определенное для 45 зерен рутила, составляет 0.017–0.047 мас. %, средняя величина – 0.035 ± 0.09 мас. %. Температура, рассчитанная с помощью уравнений термометров, основанных на содержании Zr в рутиле [11, 17, 18], находится в интервале 630–690 ± 40°C. Концентрация ZrO₂ определена на участках зерен, не содержащих видимых включений и ламелей циркона, следовательно, данные оценки температуры отвечают не пиковым условиям метаморфизма, когда существовала одна фаза богатого Zr рутила, а стадии распада твердого раствора.

U–Pb-исследования выполнены для четырех микронавесок рутила (20–30 зерен) (табл. 3, рис. 4). Для изученного рутила в целом характерны незначительные вариации содержания урана (3.6–8.3 мкг/г). Рутил характеризуется конкордантным возрастом 360 ± 2 млн лет (СКВО = 0.07) (№ 1 в табл. 3), или обладает незначительной возрастной дискордантностью (№ 2–4). Возраст, определяемый верхним пересечением дискордии с конкордией, рассчитанной для четырех аналитических точек, отвечающих изотопному составу рутила, составляет 360 ± 7 млн лет (СКВО = 0.46) и совпадает в пределах погрешности с величиной конкордантного возраста 360 ± 2 млн лет.

Рис. 4.

Диаграмма с конкордией для рутила из пробы 1856.

Оценка возраста циркона из эклогитов тулепсайского комплекса коррелируется со значениями возраста одной из стадий метаморфизма максютовского эклогит-глаукофансланцевого комплекса (375 ± 2 млн лет) [12]. Максютовский и тулепсайский комплексы являются близкими по возрасту структурными аналогами, слагая нижние аллохтоны на разных крыльях Магнитогорской синформы (см. рис. 1). Формирование тулепсайского и максютовского комплексов в девоне отражает одни и те же геодинамические обстановки коллизии дуга–континент.

Отсутствие значимой разницы между возрастом цирконов, образовавшимся, как мы полагаем, в условиях эклогитовой фации метаморфизма на глубинах 50–60 км (?) и возрастом их оболочек, образование которых, скорее всего, связано с изотермическим падением давления до 12 кбар (25–35 км?), может указывать на быстрый подъем эклогитов со значительных глубин. Величина U‒Pb-возраста рутила из эклогитов тулепсайского комплекса 360 ± 2 млн лет отражает возраст закрытия его изотопной системы (500°С) [13]. Опираясь на среднее значение температуры его кристаллизации 630°С и возраст метаморфизма, оцененный на основании результатов U–Th–Pb-исследований цирконов (374 млн лет), можно рассчитать скорость остывания пород, слагающих тулепсайский комплекс, которая составляла порядка 12°С/млн лет, а скорость эксгумации – 0.3 см/год соответственно. Последнее значение близко к скорости эксгумации максютовского комплекса – 0.5 см/год [10].